Monday 15 april 2013 1 15 /04 /Abr /2013 18:06

Una importante parte de las excursiones de montaña propuestas en este blog, discurren por la Cordillera Cantábrica. Por esta razón es necesario hacer una pequeña historia geológica de la zona, donde puedan ser enmarcadas las observaciones realizadas a lo largo de las diferentes rutas. La historia geológica que se narrará a continuación se basa en numerosos datos procedentes del trabajo de gran cantidad de geólogos que llevan estudiando esta zona desde el siglo XIX y, especialmente, desde los últimos 50 años. Para no hacer tedioso el texto con constantes referencias, se remite al lector a dos libros que sintetizan magníficamente la geología de la Cordillera Cantábrica, en los que además se podrá ampliar la información aquí vertida. Los libros son: “Geología de Asturias” (Aramburu y Bastida, 1995) y a “Geología de España” (Vera, 2004), así como a las citas contenidas en ambos.     

En la cordillera Cantábrica afloran rocas con una edad comprendida entre el Precámbrico (>550 M. a.) y el Cuaternario, las cuales pueden ser divididas en tres  grupos, cada uno de los cuales informa de una parte de la historia geológica de esta región:
  (1) Rocas precámbricas: afloran a lo largo de una banda arqueada, cuya anchura no supera los 20 km (Antiforme del Narcea), que pasa por las localidades de Cudillero, Tineo, Cangas del Narcea y Puerto de Leitariegos (Fig. 1). A partir del límite meridional de Asturias, el Antiforme del Narcea se adentra en la provincia de León, adoptando una dirección ONO-ESE entre Villablino y Barrios de Luna. Las rocas precámbricas consisten en lutitas y areniscas (Pizarras del Narcea) entre las que abundan las intecalaciones de rocas volcánicas y plutónicas.

    Ly ZAOLLeyenda ZC 

MapaAsturias Figura 1. Mapa geológico de Asturias y áreas limítrofes. Arriba izquierda: leyenda de la ZAOL. Arriba derecha: leyenda de la ZC (Parga Pondal et al., 1982)

  (2) Rocas Paleozoicas: afloran a ambos lados del Antiforme del Narcea y se encuentran discordantes sobre el Precámbrico. Las rocas de la parte oriental configuran la denominada Zona Cantábrica (ZC) (Fig. 2) y tienen una edad comprendida entre Cámbrico y Carbonífero (Pensilvaniense). Hasta el Devónico superior, las rocas paleozoicas de la ZC constan de unidades de calizas, dolomías, areniscas, cuarcitas y lutitas, depositadas sobre la plataforma continental marina, situada al oeste de Gondwana (antiguo continente en el que se asentaba Asturias durante el Paleozoico). La profundidad de estas aguas era bastante somera, lo que favorecía la proliferación de la vida, como lo atestigua la abundancia de restos fósiles de trilobites, corales, braquiópodos, etc. El océano donde se asentaban estas rocas es conocido como Océano Rheico, que separaba Gondwana de otros continentes situados al oeste y al norte (Laurentia y Báltica). Las capas más altas de la sucesión carbonífera se depositaron en una cuenca de antepaís, sinorogénica con la deformación compresiva Varisca que por el oeste comenzaba a engrosar la corteza terrestre. Los sedimentos que rellenan esta cuenca al principio son marinos que hacia arriba pasan a capas de transición entre el medio marino y continental (normalmente medios deltaicos que rellenan la Cuenca Carbonífera Central, Fig. 1) entre los que abundan las capas de carbón, explotadas en Asturias desde el siglo XIX, que dan testimonio de un clima cálido con una vegetación exuberante durante este periodo. En la parte oriental de Asturias, en los Picos de Europa, que todavía eran ajenos a la deformación varisca que se acercaba desde el oeste, la casi la totalidad de las rocas carboníferas corresponde a calizas, depositadas en el margen continental pasivo de Gondwana.

 Las rocas paleozoicas situadas al oeste del Antiforme del Narcea, forman parte de la denominada Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) (Fig. 2). En casi su totalidad, estas rocas tienen una edad comprendida entre el Cámbrico y el Silúrico y consisten principalmente en pizarras y cuarcitas depositadas en un medio marino más profundo. En la parte baja de la serie pueden encontrarse algunas unidades calcáreas (Calizas de Vegadeo). Por encima de todo este conjunto litológico, en el sector occidental de Asturias, se disponen de forma discordante areniscas y lutitas de edad Estefaniense que contienen capas de carbón que son actualmente explotadas en las zonas de Cangas del Narcea, Degaña y Villablino. GeolEspaña-MzIberico

Figura 2. Mapa del Oeste de España y Portugal, mostrando la división en zonas del Macizo Ibérico (tomado de Vera (2004)

  (3) Rocas del Pérmico, Mesozoico y Cenozoico: Estas unidades representan el Ciclo Alpino. Las rocas pérmicas y mesozoicas afloran de forma casi continua en la parte central y septentrional de Asturias y constituyen la parte occidental de la denominada Cuenca Vasco - Cantábrica. Aparte de estos afloramientos, existen otros de menores dimensiones en diversos puntos de las vertientes asturiana y leonesa de la Cordillera Cantábrica. Se trata de calizas, margas, areniscas, conglomerados y lutitas principalmente, depositados en el borde meridional de una cuenca que al principio era continental y que evolucionó a una cuenca marina somera. El medio donde se producía la sedimentación de estos materiales también era apto para la vida, siendo muy abundantes los restos fósiles de braquiópodos, lamelibranquios, cefalópodos y dinosaurios. Por encima de los materiales mesozoicos, a lo largo de una franja de dirección E-O, que va desde Grado hasta Cangas de Onís y al sur de la cordillera, afloran rocas Cenozoicas, que representan pequeñas cuencas de antepaís, sinorogénicas con la deformación Alpina compresiva.

  Estructura
Cada una de las unidades descritas arriba, presenta estructuras que registran la deformación compresiva de, al menos, dos orogenias: Varisca y Alpina. Además, entre estos dos periodos tectónicos, existen evidencias de varios episodios extensionales.
Las estructuras más antiguas observables en la Cordillera Cantábrica se encuentran en las rocas precámbricas del Antiforme del Narcea, donde las Pizarras del Narcea se encuentran bajo el Paleozoico discordante. Esta discordancia, por lo tanto, evoca la existencia de una actividad tectónica anterior a la misma. Por otro lado, la presencia de rocas volcánicas y plutónicas de edad Ediacariense (Precámbrico) indica que la deformación se produjo en un entorno tectónico concreto. Así, la signatura geoquímica de estas rocas ígneas ha dado pie a que algunos autores las interpreten como procedentes de un arco de islas, el cual precedió a una Orogenia Precámbrica. Sin embargo, no se ha podido demostrar claramente la existencia de estructuras de esta edad, pues las que deforman estas rocas pueden ser interpretadas como Variscas. Este hecho ha suscitado controversia, de manera que otros autores opinan que la deformación exclusivamente precámbrica se debe de relacionar con un evento tectónico de menor envergadura.  

La sucesión paleozoica se encuentra intensamente deformada por estructuras variscas, con una dirección que va de N-S a E-O, diseñando un arco, cuyo núcleo se localiza en la parte oriental de Asturias (Figs. 1, 2). Asimismo, las estructuras variscas presentan una marcada vergencia hacia el este, lo que demuestra que nos encontramos en la rama oriental del Orógeno Varisco. Según opinan la mayoría de los autores, la forma arqueada del Orógeno Varisco se debe a un rasgo original (el margen continental de Gondwana que colisionó con Laurentia y Báltica, ya presentaba una forma arqueada), si bien el arco se fue cerrando a lo largo de la evolución del orógeno. Las estructuras Variscas se desarrollan desde finales del Devónico hasta el Estefaniense, cuyos depósitos discordantes postdatan esta orogénesis.  

En la Zona Astruroccidental Leonesa (ZAOL) se observa un importante desarrollo de dos generaciones de pliegues, a los que se asocian foliaciones tectónicas y zonas de cizalla. Es decir, las estructuras variscas en esta Zona indican una deformación dúctil, desarrollada bajo condiciones metamórficas de bajo grado (Fig. 3). Por lo tanto, la ZAOL corresponde a las zonas internas del Orógeno Varisco. La ZC se encuentra deformada por cabalgamientos y pliegues asociados (Fig. 4) y representa, por lo tanto, las zonas externas del orógeno. En la ZC las estructuras Variscas se encuentran cortadas por pequeños cuerpos graníticos, como son los de Linares, Boal, Carlés y Salave en Asturias o el de la Peña Prieta en León, que se intruyeron al final del Carbonífero o a principios del Pérmico. La geoquímica de estos cuerpos ígneos indica que son de tipo I, es decir, procedentes de la fusión de corteza oceánica y, por lo tanto, portadores de oro. Esta es la razón por la que en torno a algunos de estos cuerpos ígneos se hayan desarrollado recientemente actividades mineras para la extracción de dicho metal. 

CorteZaol

Figura 3. Corte geológicode la Zona Astruroccidental Leonesa que, de oeste a esta pasa por las localidades de Mondoñedo (Lugo), San Martín de Oscos y Tineo (Martínez Catalán et al., 1990).

CorteCordCantabrica

Figura 4. Corte geológico de la Zona Cantábrica que, de oeste a este va entre Degaña - Pola de Lena y Posada de Valdeón (Pérez-Estaún et al, 1988).

La Orogénia Varisca debió de producir una enorme cordillera con importantes relieves. Así, las calizas emergidas al final de la orogenia debieron de verse sometidas a importantes procesos de kartificación, algunas de cuyas cavidades pueden ser observadas actualmente. Ya en el Pérmico se había producido la erosión casi total de estos relieves, pues durante este periodo la zona se vio sometida a extensión, con un importante adelgazamiento la corteza terrestre. Las fallas responsables de esta extensión suelen tener una dirección E-O y compartimentan estrechas y profundas cuencas de tipo rift, en las que se depositaron discordantemente las capas del Pérmico y Triásico. Este adelgazamiento cortical provocó el acercamiento  de las rocas paleozoicas (ahora es el sustrato de esas cuencas) a regiones profundas con temperaturas suficientemente elevadas como para provocar la circulación convectiva de las aguas intersticiales contenidas en dichas rocas. Esta circulación de fluidos a través de las rocas paleozoicas produjo el lixiviado de sales y minerales, dando lugar a reemplazamientos y rellenos de fluorita en las cavidades kársticas de las calizas carboníferas, en las brechas asociadas a las fallas responsables de la extensión y en las calizas situadas debajo de las capas impermeables pérmicas discordantes, que actuaron como sello de la mineralización. Después del Pérmico se produjo la sedimentación de las capas mesozoicas sobre una plataforma ya bien configurada. La máxima extensión en la Cuenca Vasco – Cantábrica tuvo lugar en el Cretácico inferior. Este dato es consistente con la reciente datación realizada en los yacimientos de fluorita.    

A partir del Cretácico superior comienza la Orogenia Alpina, como consecuencia de la colisión entre la península Ibérica y Europa. Por el este, la colisión dio lugar a la Cordillera Pirenaica, mientras en el margen Cantábrico, al no existir una corteza continental al norte de la Península, la colisión se produjo contra la corteza oceánica Cantábrica. La orogenia Alpina consiste en cabalgamientos de dirección entre E-O y NO-SE, dirigidos hacia el sur que, en muchos casos, resultaron de la reactivación de estructuras Variscas y que exhumaron el basamento Paleozoico. Algunos de los principales cabalgamientos alpinos se encuentran en la zona central de Asturias, como es el  caso de la Falla de Ventaniella o Franja móvil, que levantó la pequeña cordillera prelitoral que va desde el Norte de Oviedo a Peña Careses,  prolongándose hacia el este y SE de Asturias. En la Cordillera Cantábrica, la Falla de León es otra estructura varisca reactivada durante el ciclo Alpino y que provocó relieves tan importantes como el del Macizo de Ubiña. Por último, el límite meridional de la Cordillera Cantábrica corresponde asimismo a otra importante estructura alpina. En todos los casos, estos cabalgamientos involucran en la deformación rocas paleozoicas y mesozoicas. Por delante de estos cabalgamientos (al sur de ellos) se instalan pequeñas cuencas de antepaís en las que se depositan los materiales Cenozoicos. Estas estructuras son las responsables de la totalidad del relieve que actualmente se puede observar en Asturias. En tiempos cuaternarios, los relieves están siendo erosionados, dando lugar a un modelado glaciar (bien conservado en las zonas altas de la cordillera), al encajamiento de la red fluvial actual con un importante desarrollo del karst. Asimismo, el levantamiento de la cordillera queda igualmente registrado en plataformas de abrasión marina, actualmente preservadas en la rasa cantábrica.

    Referencias
- Aramburu, C. y Bastida, F. eds. (1995). Geología de Asturias. Ediciones Trea S. L., Gijón, 308 págs.
- Parga Pondal, I.; Vegas, R. y Marcos, A. (1982). Mapa Xeolóxico do Macizo Hespérico , Escala 1: 500.000. Laboratorio Xeoloxico de Laxe (Publicacións da Área de Xeoloxía e Minería do Seminario de Estudios Gallegos).
- Martínez Catalán, J. R.; Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Pulgar, J. A. & Marcos, A. (1990). Structure. In: Dallmeyer & Martinez García (Eds.) (Pre - Mesozoic Geology of Iberia). Springer - Verlag Berlin Heidelberg: 103-114.

- Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Alonso, J.L.; Marquínez, J. L.; Aller, J; Álvarez Marrón, J; Marcos, A. & Pulgar, J. A. (1988). A thin-skinned tectonics model for an arcuate fold and thrust belt: the Cantabrian Zone (Variscan Ibero-Armorican Arc). Tectonics, 7: 517-537.

- Vera, J. A. Ed. (2004). Geología de España. Sociedad Geológica de España - Instituto Geológico y Minero de España, edición, 884 págs.

Por JGSs
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Tuesday 11 september 2012 2 11 /09 /Set /2012 17:22

2009-03 Rincon-desde-Las-VegasEn este artículo se describirá la geología observable a lo largo de una ruta de montaña muy conocida, pues conduce a la cima del Cerro del Plata, de 6.050 m de altitud, que frecuentemente los montañeros realizan para aclimatarse antes de ascender al Cerro Aconcagua (6.961 m). El Cordón del Plata se encuentra situado unos 50 km al Oeste de la ciudad de Mendoza (Argentina) formando parte de la denominada Cordillera Frontal de los Andes. Este macizo montañoso contiene un extenso afloramiento del basamento paleozoico de los Andes constituido por varios conjuntos de rocas con diferente deformación y grado metamórfico. Sobre este basamento se apoyan discordantemente las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi, de edad permo-triásica, así como materiales sedimentarios cenozoicos, relacionados con el levantamiento de la Cordillera de los Andes. Los primeros estudios geológicos de la zona se deben a (Polanski, 1959), (Caminos, 1965), autores de los primeros estudios estratigráficos de la zona, así como de la elaboración de los primeros mapas geológicos detallados. Recientemente, hemos elaborado diversos estudios en esta zona, lo que permite proponer una excursión de montaña realizando algunas observaciones, cuya interpretación revela una importante parte de la historia geológica de los Andes en este sector (Folguera, et al., 2003, Heredia, et al., 2012).     

Fig 1 Codon-del-Plata BlogFigura 1: Mapa geológico de la zona del Cordón del Plata con la situación de las paradas. I-I’ localización del corte geológico de la figura 2. Tomado de Heredia, et al. (2012).
Fig 1 Codon-del-Plata Blog  Pinchar aquí para ver la imagen a tamaño original.

Para realizar esta excursión, se sale de la ciudad de Mendoza, hacia el Sur, siguiendo la RN 40 para, a los pocos kilómetros, dirigirse hacia el Oeste, en dirección a Uspallata por la RN 7. Al llegar al embalse de Potrerillos, se toma la ruta 89, que conduce a Tupungato y, a los 8 km aproximadamente, se toma la carretera que asciende a las pistas de Esquí de Vallecitos.

Parada 01: Estación de esquí de Vallecitos
Este punto corresponde al final de la carretera, hasta donde llegan los vehículos. Mirando hacia el Este se observa la imagen de la fotografía número 1. A la izquierda (al Norte) se distinguen unas rocas de tonos rojizos que corresponden a las capas subhorizontales del Grupo Choiyoi, sobre las que cabalgan unas rocas oscuras que corresponden al miembro inferior de la Fm. El Plata. Estos cabalgamientos están  dirigidos al Oeste y, al afectar conjuntamente al Carbonífero y al Permo-Triásico, deben de corresponder al Ciclo Orogénico Andino. Por otra parte, se aprecia que la estratificación en las capas carboníferas presenta pliegues que no se desarrollan en el Grupo Choiyoi, de lo que se puede deducir que las capas permo-triásicas se disponen discordantes sobre las carboníferas, fosilizando estructuras pertenecientes a deformaciones anteriores.
Desde este punto, se asciende hacia el Oeste, siguiendo el camino que está bien marcado y que, al principio, discurre sobre las capas volcánicas rojizas del Grupo Choiyoi.

Foto 1 P-1 Cabalgamientos andinosFotografía 1: Grupo Choiyoi discordante sobre las capas plegadas del Miembro inferior de la Fm. El Plata. Observense los cabalgamientos Andinos que deforman el basamento Paleozoico y las capas permo-triásicas (Heredia, et al., 2012).

Parada 02: Las Vegas

En este punto,  se puede observar el afloramiento de un cuerpo granítico que intruye a las capas del Miembro inferior de la Fm. el Plata. Se trata de una intrusión triásica, probablemente relacionada con el magmatismo que dio lugar a las capas volcánicas del Grupo Choiyoi.
Foto 2 P-3-4-5 Capas de VallecitosFotografía 2: Aspecto de las Capas de Vallecitos. (A) lamnaciones milimétricas de cuarcitas y pizarras. (B) pliegues de eje vertical que deforman a las Capas de Vallecitos.
Desde este punto se continúa por la zona de Las Vegas, junto a su ladera derecha, hasta la parada nº 3.

Parada 03: Parte superior de Las Vegas
En esta parada se pueden observar las alternancias centimétricas y milimétricas de cuarcitas y pizarras de las Capas de Vallecitos (Foto 2A). Si con ayuda de una lupa se observan los niveles pizarrosos es posible reconocer la existencia de una foliación, o pizarrosidad, subparalela a la estratificación. Asimismo, existen pliegues deformando a la estratificación.
A partir de este punto se sigue por el camino hasta llegar a Piedra Grande, que es un buen lugar para realizar una acampada si se van a pasar varios días en la zona. Se continúa por el camino hacia el Oeste hasta la siguiente parada.

Parada 04: Oeste de Piedra Grande
De nuevo nos encontramos con las características alternancias de las Capas de Vallecitos que, en esta localidad se encuentran intensamente plegadas. Se trata de pliegues a todas las escalas, apretados y con la charnela vertical. A esta localidad corresponde la fotografía 2B. En esta zona, los pliegues llevan asociada una nueva foliación tectónica (S1), con escaso desarrollo pero que indica que estas estructuras se originaron bajo condiciones de metamorfismo de bajo grado.
Desde esta localidad, hacia el Norte, bajo el Cerro Stepanek, se observa una espectacular morrena glaciar rellenando el fondo del valle. Este depósito cuaternario, que no ha sido representado en el mapa geológico de la figura 1, está caracterizado por una serie de crestas concéntricas, tal y como se pueden observar en la Foto nº 3. En estos depósitos, los bloques de roca están embebidos en una masa de hielo, son conocidos como glaciares de rocas y se originan en periodos de clima seco y muy frío.

Foto 3 P-4 Piedra-GrandeFotografía 3: Glaciar de rocas en la subida hacia el Cordón del Plata.

Parada 05: Salto de Agua

En la zona conocida como “Salto de Agua”, la litología cambia completamente. Aquí se observa el Miembro medio de la Fm. El Plata (ver, Foto nº 4), consistente en alternancias decimétricas de areniscas verdosas y pizarras grises en las que no existe el grado metamórfico observado en los afloramientos anteriores. Estas alternancias se encuentran sobre las Capas del Grupo Choiyoi que afloran hacia el Norte, por lo que su límite corresponde a un cabalgamiento Andino (Figs. 1, 2).
Foto 4 P-6 Fm El PlataFotografía 4: Aspecto de las alternacias de areniscas y pizarras del Miembro medio de la Fm. El Plata.
A partir de este punto, todos los afloramientos corresponden a las alternancias de l Fm. el Plata, frecuentemente repetidas por cabalgamientos. Nos dirigimos hacia el Oeste, hasta llegar al Glaciar de la Jaula, justo bajo el Cerro Vallecitos (5.435 m).

Fig 2 corteFigura 2: Corte geológico I-I’ en el que se muestran las principales estructuras de la zona. Tomado de Heredia, et al. (2012).

Parada 06: Glaciar de la Jaula

Desde este punto, mirando hacia el Norte podemos observar la panorámica de la Foto nº 5. Al Oeste, en la ladera meridional del Cerro Vallecitos, se observan las alternancias del Miembro medio de la Fm. El Plata plegadas por un antiformal, en cuyo núcleo afloran las capas del Miembro superior de la misma formación. Por lo tanto, este antiforme, debe de deformar un cabalgamiento que superpone las capas del Miembro medio de la Fm. El Plata sobre las del superior, tal y como se puede observar en la fotografía y en el corte de la figura 2.  Por el Este (a la derecha de la foto), se observa que el antiforme corresponde a la rampa frontal de otro cabalgamiento. Si, sobre el mapa geológico de la figura 1, se siguen estas estructuras hacia el Norte, por el flanco Oeste del antiforme , se puede comprobar que el cabalgamiento plegado queda fosilizado por la base de Grupo Choiyoi y. Por lo tanto, esta estructura es anterior a la sedimentación del Grupo Choiyoi, tratándose de un cabalgamiento perteneciente al Ciclo Orogénico Gondwánico. El cabalgamiento situado al Oeste de la fotografía nº 1 será Andino, puesto que está deformando al Grupo Choiyoi.
Foto 5 P-7 Glaciar de la JaulaFotografía 5: Glaciar de la Jaula: aspecto de un cabalgamiento plegado, perteneciente al Ciclo orogénico Gondwánico, cortado por un cabalgamiento andino (Heredia, et al., 2012).
A partir del Glaciar de la Jaula se prosigue el camino hacia el Sur, hasta al Collado de las Lomas Amarillas

Parada 07: Collada de Las Lomas Amarillas
En este collado se observa un nuevo cabalgamiento que superpone el Miembro medio de la Fm. El Plata sobre el superior. A partir de este punto, hacia el Oeste existe un monótono afloramiento de los miembros medio y superior de la Fm. El Plata, separados por algunos cabalgamientos similares a los descritos hasta ahora (ver Foto nº 6).

Foto 6 P-8 Cerro el PlataFotografía 6: Aspecto Aspecto de la Fm. El Plata desde la Collada de las Lomas Amarillas, hasta el Cordón del Plata (foto sacada desde el Valle del Sol) (Heredia, et al., 2012).

En la parada nº 6 nos encontramos a más de 5.000 m de altura, razón por la cual si se pretende continuar con la excusión hacia el Cordón del Plata, se debe de seguir ascendiendo por el suroeste. En todo caso, a esta altura es necesario realizar un periodo de aclimatación, que nos permita alcanzar los 6.000 m sin problemas físicos. Por otra parte, los vientos racheados que imperan en esta parte final de la cresta exigen adoptar las máximas precauciones, pues ha habido varios accidentes por causa del viento en esta zona. En todo caso, de las observaciones geológicas realizadas hasta ahora se pueden extraer algunas conclusiones sobre los Andes que describiremos a continuación:
1) Los pliegues de charnela vertical y el metamorfismo asociado observados en las paradas 3 y 4, solamente afectan a las Capas de Vallecitos, de edad devónica. Por lo tanto, estas estructuras debieron generarse entre el Devónico y antes del Carbonífero superior. Es decir, se trata de estructuras pertenecientes al Ciclo orogénico Famatiniano (Ramos, et al., 1984) y se relacionan con la colisión que tuvo lugar entre Chilenia (antiguo terreno continental que corresponde al territorio situado entre la Cordillera Frontal de los Andes y la costa de Chile) y Gondwana (gran continente que en el Paleozoico comprendía Sudamérica, África y Sur de Europa). Antes de la colisión, entre Chilenia y Gondwana existía un estrecho océano en el que se depositaron las Capas de Vallecitos.
2) Los cabalgamientos Gondwánicos, como el observado en la parada 06, deforman las Capas de Vallecitos y la Fm. El Plata, pero no al Grupo Choiyoi. Por ello, estas estructuras se han desarrollado entre el Carbonífero superior (edad de la Fm. El Plata) y el Pérmico (edad más antigua del Grupo Choiyoi). Estas estructuras no parece que se desarrollen como consecuencia de ninguna colisión continental, sino que lo hacen cuando comienza a activarse el margen convergente del Oeste de Suramérica (Ramos, 1988, Rebolledo and Charrier, 1994), seguramente debido a algún tipo de dificultad en el proceso de subducción.
3) Por último los cabalgamientos de deforman todas las rocas de la zona, incluido el Grupo Choiyoi, se generan durante el ciclo Orogénico Andino, durante el Cenozoico. Es posible que algunos de los cabalgamientos andinos resulten de la reactivación de cabalgamientos Gondwánicos, ya que si se observa el corte de la figura 2, algunos de estos cabalgamientos producen un acortamiento mucho mayor cuando afecta a las capas de la Fm. El Plata que cuando lo hacen con las del Grupo Choiyoi.

Referencias
- Caminos, R., 1965. Geologia de la vertiente oriental del Cordon del Plata, Cordillera Frontal de Mendoza Revista de la Asociacion Geológica Argentina, 20, 351-392.
- Caminos, R., Cordani, U.G. and Linares, E., 1979. Geología y geocronología de las rocas metamórficas y eruptivas de la Precordillera y Cordillera Frontal de Mendoza, República Argentina. In: 2º Congreso Geológico Chileno. Actas 1, Arica.
- Folguera, A., Etcheverría, M., Pazos, P., et al., 2003. Hoja Geológica 3369-15, Potrerillos, Provincia de Mendoza, a escala 1: 100000. Bol. 301. In: Memoria explicativa Folguera, A.; Etcheverria, M. Servicio Geológico-Minero Argentino, Buenos Aires, Argentina.
- Heredia, N., Farias, P., García-Sansegundo, J. and Giambiagi, L., 2012. The Basement of the Andean Frontal Cordillera in the Cordón del Plata (Mendoza, Argentina): Geodynamic Evolution Andean Geology, 39, 242-257.
- Polanski, J., 1959. El bloque varíscico de la Cordillera Frontal de Mendoza Revista de la Asociación Geológica Argentina, 12, 165-196
.

- Ramos, V.A., 1988. The tectonics of the Central Andes; 30º to 33º S latitude. In: Processes in continental lithospheric deformation (S. Clark and D. Burchfiel, eds). Geological Society of America, Special Paper, 218.
- Ramos, V.A., Jordan, T.E., Allmendinger, R.W., et al., 1984. Chilenia: un terreno alóctono en la evolución paleozoica de los Andes centrales. In: 9º Congreso Geológico Argentino. Actas, 2, San Carlos de Bariloche.
- Rebolledo, S. and Charrier, R., 1994. Evolución del basamento paleozoico en el área de Punta Claditas, Región de Coquimbo, Chile (31-32ºS), Andean Geology, 21: 55-69.

 

Por JGSs - Publicado en: Excursión geologica de montaña
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Wednesday 30 november 2011 3 30 /11 /Nov /2011 23:51

2010-11-15 LagunaDiamante VolcanMaipoEn esta ocasión, aprovechando mi estancia en los Andes de Mendoza (Argentina), incluiré en el blog una excursión geológica de montaña, en colaboración con mis compañeros Pedro Farias y Álvaro Rubio, en un lugar emblemático como es el Parque Nacional de la Caldera del Diamante.  Con este artículo no se intentará pormenorizar en los detalles observables a lo largo de la ruta, sino que tratará de de dar una visión general de los procesos geológicos que han tenido lugar en esta parte de los Andes y que pueden ser deducidos de las rocas que aquí afloran.  

El Parque Nacional de la Caldera del Diamante se encuentra ubicado en la Cordillera Frontal de los Andes mendocinos. Afloran rocas con una edad que abarca desde el Paleozoico hasta el Cenozoico. Entre el  Refugio  del General Alvarado y la Pampa de los Avestruces  se encuentran las rocas más antiguas, de edad paleozoica. Estas se formaron a partir de sedimentos depositados en el margen occidental de una cuenca marina que separaba Chilenia, un microcontinente alargado en dirección N-S, de Gondwana (Cuyania). Estos continentes colisionaron durante el Carbonífero inferior, hace 360-320 ma (millones de años).
Las rocas que se observan en la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces constan de cuarcitas negras y pizarras de la Formación Las Lagunitas. Estas rocas, que ocupaban el fondo de la cuenca que separaba Chilenia de Cuyania, sufrieron una intensa deformación durante la colisión de ambos continentes (orogenia  Famatiniana) que provocó el desarrollo de un gran pliegue asimétrico, y vergente al Oeste, pues su plano axial se inclina hacia el Este (Fig. 1). El núcleo de esa gran estructura se sitúa  a la altura del Refugio de la Cruz de Piedra. A este pliegue se asocia una foliación tectónica (clivaje pizarroso S1, líneas rojas de la figura 1) paralela a su plano axial. Esta deformación cerró completamente la cuenca sobre la que se depositaron las rocas de la Formación las Lagunitas, creando los primeros relieves de aquella antigua cordillera.
PB190011PB190014

Izquierda: Aspecto de las cuarcitas y pizarras de la Fm. Las Lagunitas. El lapicero indica la posición del clivaje pizarroso que deforma estas rocas.  

Derecha: Aspecto de un pliegue menor que deforma a estas rocas.

  Posteriormente a la deformación Famatiniana, las rocas paleozoicas de la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces fueron nuevamente deformadas por pliegues, que en este caso son  vergentes al Este. Estos se encuentran posiblemente ligados a la deformación Gondwánica, que se desarrolló entre el Carbonífero inferior y el Pérmico (320-250 ma) (Fig. 1). Asociada a esta deformación Gondwánica se produce la intrusión de granitos, como el que se observa en el entorno del  Refugio del General Alvarado. Este granito está constituido fundamentalmente por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa en menor cantidad, con biotita como mineral máfico (oscuro) dominante. Algunas variedades de este granito, como las que se encuentran expuestas en el jardín, son consecuencia de los procesos tardimagmáticos asociados a esta intrusión, como las rocas con megacristales de biotita o rocas con textura porfídica (grandes cristales en una matriz de grano más fino) con fenocristales de feldespato potásico. La intrusión de este granito provoca la transformación de las rocas encajantes (las cuarcitas y pizarras de la formación Las Lagunitas) en  pizarras mosqueadas y corneanas (rocas metamórficas de contacto o metamorfismo térmico). Los minerales que aparecen como consecuencia de estas transformaciones son la andalucita y la biotita.
Todos los relieves que se generaron durante estas deformaciones fueron rápidamente arrasados, pues la región fue sometida a un periodo extensional, evidenciado por el depósito de las rocas sedimentarias y volcánicas del Grupo Choiyoi, del Triásico (250-200 ma) que se observan en la Pampa de los Avestruces, con un característico intenso color rojizo.
PB190022

 Pampa de las Avestruces. Al fondo se observan las capas horizontales y rojizas del Grupo Choiyoi.   

 

Fig02 CGE

 

Figura 1: Corte geológico entre el Refugio del General Alvarado y la Pampa de las Avestruces. Las líneas azules corresponden a la estratificación, las rojas a la foliación Famatiniana y las verdes a la foliación Gondwánica (García-Sansegundo el al., 2012).

 

En tiempos recientes, durante el Cenozoico (desde aproximadamente 50 ma hasta la actualidad), la región se vio nuevamente sometida a compresión, lo que da lugar a las estructuras Ándicas, responsables del relieve actual. Asociada a este  proceso compresivo sigue produciéndose en la región una intensa actividad ígnea, evidenciada por el desarrollo del volcán Diamante. El volcán Diamante explotó hace 450.000 años, produciéndose la emisión de grandes volúmenes de material eyectado que se depositó  en una gran área de influencia dando lugar a ignimbritas, tobas, pumitas, cenizas, etc. En las zonas más próximas, como en el acceso al Refugio  del General Alvarado, puede observarse el gran depósito ignimbrítico producido durante la explosión de este volcán. Finalizada la erupción, y vaciada la cámara magmática del volcán Diamante, se produce el hundimiento y desarrollo de la caldera del Diamante, de la que en tiempos recientes surge un nuevo aparato volcánico: el volcán Maipo. Este volcán ha tenido actividad recientemente,  la cual se pone de manifiesto por las numerosas lavas cordadas, bombas y acumulaciones de lapilli existentes. Composicionalmente, tanto los materiales del volcán Diamante como del Maipo, son rocas de composición intermedia (andesitas y andesitas basálticas) (véase Sruoga et al. 2005).
El importante relieve de la cordillera Andina da lugar a la intensa actuación de diferentes procesos encargados del modelado del paisaje, cuyo grado de intensidad depende principalmente del tipo de clima reinante. En los últimos dos millones de años, durante el periodo Cuaternario, la evolución del relieve en este área se caracteriza principalmente por la actuación de procesos glaciares, nivales y fluviales. Durante el último periodo glaciar, las lenguas de hielo alcanzaron cotas situadas por debajo del Refugio  del General Alvarado, como lo demuestra el perfil en forma de U del valle, mirando desde el refugio hacia el este. En la actualidad, los procesos dominantes son los torrentes, que han rellenado el fondo del antiguo valle glaciar y formado los depósitos de pie de monte situados al este de los relieves de la cordillera.  

 

Referencias

 

  García-Sansegundo, J; Farias, P; Rubio-Ordóñez, A. y Heredia, N. (2012): Estructura del Paleozoico del Cordón del Carrizalito (sector meridional de la Cordillera Frontal de los Andes, Provincia de Mendoza, Argentina). Geo-Temas (8ºCGE).    

  Sruoga, P., Llambias, E.J., Fauque, L., Schonwandt, D. and Repol, D.G., 2005. Volcanological and geochemical evolution of the Diamante Caldera-Maipo volcano complex in the southern Andes of Argentina (34º 10' S). Journal of South American Earth Sciences, 19(4): 399-414.

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Wednesday 1 december 2010 3 01 /12 /Dic /2010 13:59

PortadaOtro interesante libro íntimamente relacionado con el blog ha sido recientemente presentado en la Facultad de Geología de la Universidad de Oviedo. Se trata de la Guía de Geológica del Parque Natural de los Picos de Europa. Es esta  una obra financiada por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) y el Organismo Autónomo de Parques Nacionales, en el que han intervenido la mayoría de científicos que, de una u otra forma, han trabajado en la Geología de nuestro magnífico macizo calcáreo.

 
En el libro se abordan todos los aspectos geológicos de los Picos de Europa, a saber, estratigrafía, sedimentología, estructura, paleontología, geomorfología, etc., de una forma asequible a las personas no especializadas en geología. En la obra se incluyen numerosas fotografías, muchas de ellas interpretadas desde un punto de vista geológico, y esquemas que facilitan enormemente la comprensión del libro. Por otra parte, la obra viene acompañada de dos mapas, uno geológico y otro geomorfológico, ambos a escala 1: 100000, escala algo grande, aunque ni que decir tiene que si se necesita un mayor detalle de la geología  de una zona concreta, existen los mapas geológicos a 1: 50000 (2ª serie MAGNA) que distribuye el IGME. Asimismo, los autores incluyen 14 recorridos geológicos, con los que se puede disfrutar tanto de la geología como de la montaña.

 
InteriorEsta guía se encuentra a la venta en librerías especializadas, como por ejemplo la Librería Cervantes de Oviedo, la Librería Cornión en Gijón o la Tienda Verde en Madrid. Sin embargo, el número total de ejemplares es escaso debido a la falta de previsión de los organismos encargados de su publicación. Por ello, a quien esté interesado en este libro, sería recomendable que lo adquiera lo más rápidamente posible, pues probablemente se agotará pronto.


Por mi parte, no solo recomiendo su lectura, sino el uso de la guía durante la realización de los itinerarios geológicos propuestos por los autores. Más adelante, tengo la intención de incluir en el blog alguna excursión por los Picos de Europa y no dudéis que utilizaré las ilustraciones de este libro para mi propósito. Por el momento, disfrutad de los Picos y de  la guía.

 

 
REFERENCIA DE LA GUÍA


Adrados, L.; Alonso, V.; Bahamonde, J.R.; Farias, P.; Fernández González, L.P.; Gutiérrez Claverol, M.; Heredia Carballo, N.; Jiménez Sánchez, M.; Meléndez Asensio, M.; Merino Tomé, O. y Villa Otero, E. (2010): Parque Nacional de los Picos de Europa. Guía Geológica. Guías Geológicas de Parques Nacionales, Adrados Ed., 337 pp. (ISBN: 978-84-8014-786-6).

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Wednesday 13 october 2010 3 13 /10 /Oct /2010 17:23

PortadaEn esta ocasión voy a escribir un artículo sobre un libro publicado recientemente que recoge, como ningún otro, la esencia de este blog: se trata de la obra titulada “Gustav Schulze en los Picos de Europa (1906-1908)”  [1]. Con este artículo intentaré destacar la figura del geólogo y montañero Gustav Schulze, pero también procuraré hacer lo mismo con la persona que dotó de alma a este libro, es decir, Elisa Villa, también entusiasta geóloga y montañera.

En España, el nombre de Gustav Schulze no es extraño en el ámbito montañero pues casi todo el mundo sabe que fue la segunda persona en ascender al Naranjo de Bulnes o “El Picu” que es el nombre por el que es conocido en la zona. Asimismo creo que a nadie se le escapa que la hazaña del montañero alemán fue extraordinaria, pues subió en solitario y no precisamente por la vía más sencilla. Un número más reducido de montañeros también es conocedor del hecho de que Schulze ascendió al Tiro Tirso por sus vertientes meridional y oriental, lo que no deja de tener igualmente gran mérito. Sin embargo, lo que casi nadie sabía hasta ahora es que Schulze desarrolló estas actividades deportivas mientras realizaba un trabajo de investigación geológica en la parte oriental de la Zona Cantábrica, entre los años 1906 y 1908, cuyos resultados nunca fueron publicados.  

La historia del hallazgo comenzó hace ya más de 20 años, cuando los profesores del Departamento de Geología de la Universidad de Oviedo, Jaume Truyols y Enrique Martínez García, tuvieron noticia de que en la Universidad de Tubingen se encontraban depositados los cuadernos de campo de  Gustav Schulze. A través de varias gestiones con la Universidad Bávara y con la familia del protagonista, fue posible recopilar los cuadernos y fotografías del geólogo alemán. Los autores del libro fueron los primeros sorprendidos al comprobar la enorme calidad y cantidad de trabajo que Schulze había recogido en sus cuadernos. Uno de los aspectos más destacados de su trabajo fue la importancia que atribuyó a los cabalgamientos, estructuras abundantísimas en todas las cordilleras de la Tierra y de una enorme relevancia, pero que a principios del siglo XX sólo preocupaban a los geólogos que trabajaban en los Alpes. Se podría decir que hasta los años 70, y gracias al interés que las compañías petrolíferas pusieron en estas estructuras por su importancia como trampas de petróleo, los cabalgamientos eran “unas fallas exóticas y poco creíbles, por las que casi todo el mundo pasaba de puntillas”. Otro aspecto relevante que se destila de los cuadernos de Schulze es el de darse cuenta de la importante variedad de calizas Carboníferas existentes en los Picos de Europa. Realmente, hasta bien entrados los años 60 no se tuvo noticia de este aspecto de la estratigrafía del oriente de la Zona Cantábrica. En fin, creo que si Schulze hubiese publicado su trabajo, el avance en el conocimiento geológico de nuestra cordillera habría sido bastante más rápido, sin embargo los avatares de su vida (dos guerras mundiales y su marcha a México) hicieron que este extraordinario geólogo no llegase a dar a conocer al mundo sus descubrimientos. Sin embargo, si viviese hoy en día estoy seguro de que estaría eternamente agradecido a la otra protagonista de este artículo, a saber,  Elisa Villa.

Normalmente, el hallazgo de los cuadernos de Schulze habría sido una simple anécdota que, como mucho, habría dado a conocer al mundo que el paso del geólogo alemán por la Cordillera Cantábrica, había dado unos resultados interesantes, pero inútiles a finales del siglo XX. Sin embargo, Elisa Villa no se conformó con esto y comenzó a revivir la vida del geólogo a través de sus cuadernos: Repitió la práctica totalidad de las excursiones llevadas a cabo por Schulze. Comprobó el origen de cada una de sus fotografías, llegando en algún caso, a ser capaz de identificar un pueblo, al reconocer una piedra de la esquina de una casa. Habló con los descendientes de las personas que conocieron a Schulze. Y, desde mi punto de vista, lo más importante es que se metió en la piel del geólogo alemán rememorando sus pensamientos y reviviendo sus alegrías y tribulaciones. Elisa Villa hizo algo muy complicado, pues se puso en el lugar y tiempo de Schulze, intentando reproducir sus pensamientos y analizando sus interpretaciones, para de esta forma compararlas con las actuales, a la luz de los datos que hoy conocemos.

En fin, no voy a desvelar nada más, pues creo que lo mejor es leer el libro y, en compañía de Schulze y de Elisa Villa, revivir esta apasionante aventura.  

Valdominguero  

En su cuaderno, Schulze realiza un esquema geológico del Pico Valdominguero (Macizo Oriental de los Picos de Europa), sobre el que sitúa un cabalgamiento.

Lago Andara  

Sorprende el detalle y precisión de los esquemas geológicos reqalizados por el geólogo alemán. Valga como ejemplo este esquema del lago de Andara (Macizo Oriental de los Picos de Europa).

Gente Valdeon 

No sólo se fijaba Schulze en la geología, sino que también tomo esplendidas fotografías de los habitantes de los Picos, como esta, donde posan varios vecinos de Posada de Valdeón.

 

 El Picu Vias N-E  

El Picu Vias N-ECaras Este y  Norte de "El Picu" (Naranjo de Bulnes). En rojo, vía Schulze, con indicación de la dificultad. Imagen tomada de [2].

TiroTirso-CaraS Via Schulze

Cara Sur del Tiro Tirso. En rojo, vía seguida por Gustav Schulze de dificultad Algo Difícil (III) (Croquis de Isidoro Rodríguez  Cubillas).

Elisa-Schulze 

Elisa Villa y Gustav Schulze, dos almas gemelas.

 

 Referencias

[1] Villa, E.; Martínez-García, E.; Truyols, J. y Schulze, P. (2006). Gustav Schulze en los Picos de Europa (1906-1908). Cajastur (Obra Social y Cultural), 293 págs.

[2] Adrados, M.A. y López, J. (1988): Los Picos de Europa. Guía del Macizo Central. URKO, T.1, 492 págs.(ISBN: 84-404-2708-S. 

 

NOTA: Varias personas me han pedido que les indique donde se puede conseguir el libro de Gustav Schulze. Según parece no quedan ya muchos ejemplares, en todo caso, me han comunicado que todavía se puede conseguir alguno en la Librería Cervantes de Oviedo. El lugar donde sí deben de tener bastantes existencias es en la Librería de la Universidad de Oviedo, dependiente del Vicerrectorado de Extensión Universitaria, Cultura y Deporte. Para ponerse en contacto con ellos se puede llamar al teléfono +34 985109504 o a través de su correo electrónico: servipub@uniovi.es

 

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Presentación

  • : Geología y Montaña
  • Geología y Montaña
  • : Viajes Montañismo Geología Ciencia
  • : En este blog se presentan excursiones de montaña, desde un punto de vista geológico. Otros viajes también tienen cabida aquí, pero los aspectos relacionados con la Naturaleza tendrán prioridad. Además, se incluiran artículos sobre noticias relevantes relacionadas con la Geología.
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Fotos

Los procesos geológicos externos dan lugar a formas de relieve que seguramente son las evidencias geológicas más claras.

Pirineos Centrales. Glaciar del Aneto desde el Valle de Aran (izquierda: Pico Aneto, derecha: Pico Maladeta). Las crestas afiladas talladas en las rocas graníticas carboníferas son la impronta que el hielo dejó tras su acumulación en el circo glaciar.

Desde cerca, se reconocen los arañazos que el hielo deja en las rocas (rocas aborregadas). Pla de Beret, Valle de Aran (Pirineos Centrales).

Depósito glaciar (till).En el talud se reconoce un depósito con cantos y bloques de todos los tamaños incluidos en una matriz arcillosa fuertemente compactada debido al peso del hielo (diamicton). Baqueira Beret (Pirineos Centrales).

Forma de depósito glaciar (morrena frontal). Jou de los Cabrones, Picos de Europa.

Valle de Estós (Pirineos Centrales) con forma de artesa, resultado de la erosión glaciar.


Collada del Agua Negra (Cordillera principal de los Andes, Argentina - Chile) penitentes glaciares.

Los procesos geológicos internos dan lugar a estructuras tales como pliegues y fallas, no siempre fáciles de observar.


Sinclinal de La Barca (Soto de la Barca, Asturias). Las capas de cuarcita ordovícica, originalmente horizontales, se doblan. Después el rio talla el valle sobre las rocas plegadas.


Las sales son rocas muy dúctiles, por lo que los pliegues suelen ser muy apretados. Mina de sales potásicas de Balsareny (Barcelona).

Caurel
En las zonas internas de las cordilleras los pliegues presentan un grado de deformación muy importante, tal y como ocurre en las zonas internas del Orógeno Varisco en el NO de la Península Ibérica. Pliegue acostado del Courel (Lugo).

Morcles
Pliegue acostado del Dent de Morcles (Alpes Helvéticos). El pliegue se stúa sobre una zona de cizalla que adelgaza fuertemente su flanco inferior. Foto de J. G. Ramsay y D. Dietrich.

Las fallas casi nunca son visibles en el afloramiento por lo que, en la mayoría de casos, deben ser deducidas estudiando las rocas que aparecen a ambos lados de ellas, sin embargo, existen excepciones.


Falla normal que hunde las capas rojas de la derecha. Capas mesozoicas en la autopista Gijón - Villaviciosa (Foto de Carlos López).


Fallas conjugadas en el Cenozoico de las cordilleras Béticas. 


Falla normal cortando capas del Pérmico (Ibón de Estanés, Pirineos aragoneses).


En ocasiones las fallas, en vez de presentarse como superficies limpias, rompen en trozos los bloques rocosos que separa. Debido a un proceso hidrotermal posterior, entre los fragmentos de roca, se pueden depositar sulfuros de plomo y cinc, como ocurre en éste caso. Mina de Los Diegos (Ciudad Real).


Si las fallas se producen en zonas profundas como ocurre en esta foto, las elevadas presiones y temperaturas hacen que las rocas se deformen dúctilmente. En estos casos, las fallas no son fracturas limpias, sino que dan lugar a una zona donde las rocas se deforman intensamente. En la foto tenemos unas pizarras y rocas volcánicas del Precámbrico que se han transformado en  rocas foliadas llamadas milonitas. Tineo (Asturias).

Para alguien a quien le guste el montañismo, la geología puede ser una profesión que acaba por convertirse en afición.


Puerto de Urets (Pirineos Centrales, Valle de Aran).


Calingasta (Precordillera argentina).


Refugio de Portillón (Pirineos franceses).


Paso del Agua Negra (Andes Chilenos Argentinos).


Valle de Benasque, Pirineos Centrales.


Pic de la Mine (Valle de Benasque, Pirineos Centrales).


Pic de la Mine (Valle de Benasque, Pirineos Centrales).

2005-09-22 03-Pica Estacs
Arcalis (Pirineos, Andorra).


Cordón del Plata (Cordillera principal de los Andes argentinos).


Pico Vallecitos (Cordillera principal de los Andes argentinos).

Cuando hablamos de geología, tenemos un serio problema con el tiempo. Manejamos periodos enormes, que no somos capaces de imaginarnos. Para entendernos, es conveniente que conozcamos la escala de los tiempos geológicos. En la figura de abajo, se presenta la escala relativa y, a la derecha, la edad absoluta en millones de años.

  




Subdivisión de los tiempos geológicos. International Commission on Stratigraphy and International Union of Geological Sciences (2004).

En las grandes exploraciones que protagonizó la humanidad, casi siempre había un geólogo. En las primeras expediciones a la Antártida, a los grandes desiertos de la Tierra e incluso cuando el hombre pisó la Luna, había un geólogo.

 

Douglas Mawson (izquierda), geólogo que se unió a la Expedición Antártica Británica liderada por Ernest Shackleton entre 1907 y 1909. Junto a Edgeworth David (derecha), también geólogo, ascendieron por primera vez al Monte Erebus, el volcán activo más meridional de la Tierra.


 

Harrison Schmitt, geólogo y piloto del módulo Lunar Apollo 17. Es el primer científico que puso su pie sobre la Luna.

 

Los geólogos no desaprovecharon la ocasión para incorporarse a las expediciones montañeras pioneras.

Expedición al Everest de 1924. De  izquierda a derecha: George Mallory, Edward Norton y Noel Odell (geólogo).


Guillermo Schulz, el primer investigador de la geología de la Cordillera Cantábrica, ascendió por primera vez a numerosas cumbres.


Izquierda: Casiano de Prado, geólogo que durante sus exploraciones sobre los yacimientos minerales de los Picos de Europa, ascendió por primera vez, entre otras, a la Torre del Llambrión, segunda cima más alta de la cordillera. Derecha: Gustav Schulze, geólogo, que a principios del siglo XX se encontraba estudiando las rocas de la Cordillera Cantábrica, es el segundo hombre en ascender al Naranjo de Bulnes y primero en hacerlo en solitario.

 

LlopisLlado

Noel Llopis Lladó Catedrático de Geografía Física de la Universidad de Oviedo entre los años 1948 y 1961, fue el fundador del Instituto de Geología Aplicada y de los estudios de Geología en Oviedo. Apasionado montañero, asistió a varias excursiones de montaña con la Agrupación Montañera Astur Torrecerredo de Gijón y escribió algunos artículos de difusión geológica en la revista del Club como por ejemplo:
Llopis-Lladó (1951). Ideas sobre el paisaje de Asturias. Revista Torrecerredo, nº 23:11-15.


Como a mi me ha ocurrido, muchos geólogos iniciaron sus estudios gracias a su pasión por la montaña.

    Alpino-Torrecerredo

 

Durante los años 70, me inicié en el montañismo de la mano del Esquí-Club Alpino de Gijón, hoy integrado en la Agrupación Montañera Astur Torrecerredo, club al que pertenezco.

Tercera Cebolleda, vía de los Juanes (Picos de Europa, Asturias).

 


Espolón Norte de Peña Santa de Castilla (Picos de Europa, Asturias – León).

 


Llambrión (Picos de Europa, Cantabria).



Picos del Mampodre, Cordillera Cantábrica (León).

1975-09-08 07-LaVueltona
Macizo Oriental de los Picos de Europa (Cantabria).

1977-04 06-Cebolleda3
Cima de la Tercera Cebolleda (Picos de Europa, Cornión, Asturias).

1978-08-19 10-Maladeta
Maladeta (Pirineos Centrales, Huesca).

1980-02 03 Torrezuela
La Torrezuela (Picos de Europa, Cornión, Asturias).

1981-01-07 01-FontanB
Fariñentu (Macizo de Ubiña, Asturias).

1991-07 07-LaTuca
La Tuca (Candanchú, Pirineos aragoneses).

1991-08 11-IbonAzul
Ibón Azul (Panticosa, Pirineos aragoneses).

 


1991-09-19 06-Taillon
Refugio de Sarradets (Gavarnie, Pirineos , Francia).

1992-03 10-Bisaurin
Bisaurín (Pirineos aragoneses).

1995-08-01 05-Cabrones
Refugio de Los Cabrones (Macizo Central de los Picos de Europa, Asturias).

1995-08-31 07-HorcRojos
Horcados Rojos (Macizo Central de los Picos de Europa).

1998-05 10-Somiedo
Somiedo (Cordillera Cantábrica, Asturias).

1999-02-06 07-Cerreos
Peña Cerreos (Macizo de Ubiña, Asturias).

2006-02-11 15-NorteCotalba
Vega Redonda (Picos de Europa, Cornión, Asturias).

2007-08-09 31 Picos-desde-Ubales
Picos de Europa desde el Lago Ubales (Parque Natural de Redes, Asturias).

2007-08-31 09-Picu-desde-PeñaCastil
Peña Castil (Picos de Europa, Macizo Central, Asturias).



2005-09-25 06-CanalPaul
Canal de Paúl (Pirineos aragoneses).

2007-12-26 16 Pica-Macondiu
Macondiu (Picos de Europa, Macizo Oriental, Cantabria).

2006-05-14 15 PteRebecos
Senda del Cares (Picos de Europa, Asturias).

P8270014
La Torrezuela (Picos de Europa, Cornión, Asturias).


Horcada de Santa María (Macizo occidental de los Picos de Europa, Asturias).


Marabio, Teverga (Cordillera Cantábrica, Asturias).

 

Fotos-de-presentaci-n 1463

Escalando en la vertiente leonesa de la Cordillera Cantábrica.


1976-07 VegaRdonda

Cuando aprieta el calor, lo mejor es el gorro lleno de agua de deshielo por la cabeza.

 

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